UNIDADES FAMATINIANAS DE LA CORDILLERA FRONTAL
PROVINCIAS DE CATAMARCA, LA RIOJA Y SAN JUAN mas abajo Mendoza
SECTOR DE MALIMAN (29° 34´N) Afloramientos en el limite entre Cordillera Fontal y Precordillera a lo largo del Rio Blanco. Sierra Alta de las Cuevas, Llano de San Guillermo, Sierra de la Punilla, Chinguillos, Sierra del Volcan, Sierra de Yerba Loca.
SECTOR DE RODEO (30° 46´N). Casi todos los afloramientos en la Precordillera (Sierra de la Invernada).
Formación Punilla
Furque (1972) reconoció la Formación Punilla
, en la
Precordillera riojana. Posteriormente, González
y Bossi (1986) la denominaron Formación Jagüé.
Fauqué et al. (1991) y Caminos et al. (1993) señalaron señalaron
la importancia de estos depósitos en la
estratigrafía del Neopaleozoico de la cuenca del río
Blanco.
Fernández Seveso et al. (1991) identificaron, al
oeste del valle de Chaschuil, depósitos sedimentarios
análogos a los descriptos en la Precordillera riojana.
Esta unidad se observa en el Filo de los Asadores
y en el cerro del Matambre, al oeste del valle de
Chaschuil, en la zona del abra de Campo Negro.
En la sierra Pintada, al oeste de Cazadero Grande, afloran lutitas y limolitas oscuras con intercalaciones de areniscas finas micáceas; en ellas, González Díaz (1971a) señaló la presencia de restos de plantas no determinables.
En la quebrada de Cazadero Grande, en elárea de Tambería, se reconocieron areniscas
feldespáticas micáceas muy tenaces. Al este, los
afloramientos están limitados por falla con areniscas
arcósicas claras atribuidas al Carbonífero
superior, en tanto que hacia el oeste el límite es
también por falla con filitas y calizas de probable
edad ordovícica.
Hacia el sur, esta unidad está
cubierta por areniscas pérmicas de la Formación
de la Cuesta.
Las rocas que componen el sector oriental del
afloramiento son areniscas muy finas de color negro,
homogéneas y muy diaclasadas, que al microscopio
revelan los efectos de un incipiente
metamorfismo (Koukharsky, 1969).
Hacia el oeste,
las rocas cobran aspecto pizarreño y en el Real
Rasguido se observaron areniscas finas de color gris
oscuro, muy cuarzosas y diaclasadas, que forman
bancos de 10 a 30 cm de
espesor, con abundantes ondulitas.
Al oeste de Cazadero Grande, en ambas márgenes
de la quebrada El Cuerno, se atribuyen con
reservas a esta unidad depósitos de areniscas rojas
y moradas muy cuarzosas y arcosas gruesas
conglomerádicas, que hacia el norte están cubiertos
por vulcanitas cenozoicas.
Relaciones estratigráficas
Esta unidad se halla por debajo de las areniscas
del Carbonífero superior, que la sobreyacen mediante
discordancia angular.
Edad y correlaciones
Las sedimentitas de la Formación Punilla son
previas a los depósitos neopaleozoicos de la cuenca
Paganzo, con una edad tentativa devónica a
carbonífera inferior (Fernández Seveso et al., 1991).
Se correlacionan con las sedimentitas de la Formación
Jagüel (Fauqué y Limarino, 1991) y con las
de la Formación Chinches (Mercado, 1982).
Sedimentitas Vidal Gormaz
En la frontera argentino- chilena, al norte del cerro
Vidal Gormaz, aflora una secuencia sedimentaria
que ha sido referida por Mpodozis et al. (1995) a la
Formación Chinches, cuya edad está comprendida
entre el Devónico hasta posiblemente el Carbonífero
inferior, según esos autores y que aflora en las cercanías
de la laguna del Negro Francisco, en el sureste
de la Región de Atacama, en Chile.
La Formación Chinches fue establecida por
Mercado (1982), en tanto que Bell (1985) precisó
sus características litológicas y ambiente
sedimentario. Este último autor determinó la existencia
de tres facies, una de areniscas y pelitas que
interpretó como originadas en un medio lacustre profundo,
otra de limolitas y areniscas con ondulitas
generadas por olas en un medio lacustre, en tanto
que la tercera facies está integrada por areniscas
con estratificación entrecruzada, con intercalaciones
poco potentes de calizas oolíticas, pisolíticas y
estromatolíticas.
La pila sedimentaria tiene un espesor
de más de 2500 m, que indicaría, según Bell
(1985), que fue depositada en una cuenca de tipo
pull apart.
Pórfidos riolíticos, aplitas y pegmatitas
Se agrupan bajo este título, cuerpos lentiformes
o tabulares de pórfidos riolíticos, aplitas y pegmatitas;
estas últimas generalmente presentan
mineralizaciones de sulfuros, casiterita, wolframita
y fluorita. Muchas de ellas también son portadoras
de topacio, turmalina y granates manganesíferos.
La concentración de minerales con elementos
incompatibles se produjo a través de fisuras, conformando
fajas de greisen (Arrospide, 1985) en la
periferia o en la cúpula de los cuerpos.
Localmente
la zona mineralizada puede extenderse decenas de
metros en la roca de caja. Existe un control estructural
en el proceso de mineralización.
Numerosos diques y filones capa afectan las
formaciones Suri y Las Planchadas. Se trata de diques
de espesor variable entre 1 y 4 metros. Son
rocas de composición dacítica a riolítica de colores
violáceos y verdes, en tonalidades oscuras, con
fenocristales de feldespato y cuarzo de hasta 3 mm,
en una mesostasis microgranular. Estos diques son
abundantes en los afloramientos asignados a la Formación
Las Planchadas, en las cabeceras del valle
de Chaschuil.
En la quebrada de Los Árboles se reconocieron
pórfidos riolíticos con fenocristales seriados de
oligoandesina, ortoclasa, cuarzo, biotita y hornblenda
de hasta 1 cm, en una mesostasis microgranosa compuesta
por cuarzo, feldespato potásico, biotita y
apatita.
Linares y González (1990) otorgaron a los pórfidos
riolíticos una edad de 366 ± 10 Ma por el método K/
Ar en anfíbol. Una datación U/Pb en circón, en un
pórfido de la localidad Las Peladas, al norte de
Cazadero Grande en el valle de Chaschuil, proporcionó
una edad de 330 ± 1 Ma (Villeneuve, 1999).
Un análisis Ar/Ar en muscovita de un dique
pegmatítico de la sierra de Fiambalá arrojó una edad
de 360 ± 2 Ma (Grissom et al., 1998). Por todo ello la
unidad se asigna al Devónico superior – Carbonífero.
Formación Punilla-Formación Jagüé
Esta secuencia sedimentaria devónico-carbonífera,
denominada Formación Jagüé en la
Precordillera riojana (González y Bossi, 1986), pasa
en continuidad al sector septentrional de la sierra de
La Punilla (Precordillera de San Juan) donde Furque
(1972a, b) la designó Formación Punilla. Por lo tanto,
sobre la base de la información disponible al presente
y de acuerdo a la escala regional del mapeo,
se cree conveniente mantener el nombre de Formación
Punilla-Formación Jagüé para toda esta secuencia secuencia,
hasta que un análisis más detallado permita unificar
la denominación.
La denominación de Formación Jagüé se debe a
González y Bossi (1986), a partir del término
Jagüeliano empleado por Borrello (1955). Aceñolaza
et al. (1971), en su trabajo sobre la Precordillera
de Jagüé, nominaron a esta secuencia como Formación
Guandacol. Posteriormente, González y Bossi
(1987) identificaron dos nuevas formaciones: Agua
de Lucho y Cerro Tres Cóndores, dispuestas por
encima de la Formación Jagüé.
Fauqué y Limarino (1991) describieron en la zona de Agua de Carlos la relación de techo de la unidad. La abundante flora que posee fue estudiada por Azcuy y Carrizo (1995).
Posteriormente, Carrizo y Azcuy (1997) reconocieron nuevas fitozonas del Carbonífero inferior y asignaron una parte de la secuencia a la Formación Chigua (Devónico).
Hacia
el sur, en la sierra de La Punilla, Furque (1972a, b)
designó a estas sedimentitas como Formación Punilla.
En este sector, los trabajos de Fauqué et al. (1991), Cingolani et al. (1990, 1992), Caminos et al. (1993) y Morel et al. (1993, 1996) indicaron la importancia de estos afloramientos para la estratigrafía del neopaleozoico temprano de la Cuenca Río Blanco.
Estas unidades conforman amplios afloramientos dispuestos en una faja de orientación NNE-SSO en el sector oriental de la Precordillera riojana.
Dentro del ámbito de lTinogasta, los asomos más australes corresponden al extremo norte de la sierra de La Punilla, desde donde se extiende por la sierra de Las Minitas hasta Los Mudaderos. Continúa aflorando al norte del río Colorado en los cerros Punta Negra, Agua de Lucho, Morterito y Agua de Los Caballos.
Siguiendo en la misma dirección, estas rocas constituyen la caja de los granitos aflorantes en el cerro de Las Tunas, extendiéndose, además, unos 10 km al norte de este último.
Hacia el oeste, los afloramientos
cortados por el río del Peñón, actúan también
como roca de caja de los granitos de la sierra
del Leoncito.
La litología consiste en sedimentitas epiclásticas
gris verdosas, representadas por conglomerados,
wackes, pelitas y diamictitas. Según la descripción original de González y Bossi
(1986), la Formación Jagüé está compuesta por bancos
de psamitas (a wackes) con intercalaciones de
capas delgadas de pelitas, de tonalidad general verde
oliva.
Según los mismos autores, las sedimentitas han sufrido una fuerte diagénesis, pero no tienen signos de metamorfismo, no encontrándose evidencias de actividad volcánica contemporánea.
En un trabajo posterior, González y Bossi (1987) separaron a la secuencia inicial por ellos descripta como Formación Jagüé en tres unidades, de techo a base: Formación Cerro Tres Cóndores, Formación Agua de Lucho y Formación Jagüé.
La Formación Cerro Tres Cóndores tiene una sección inferior compuesta por paraconglomerados con clastos redondeados de metasedimentitas y olistolitos de composición arenosa y una sección superior formada por areniscas en conjuntos macizos deformados, con intercalaciones delgadas de pelitas con estratificación linsen y grauvacas macizas.
La Formación Agua de Lucho está constituida por pelitas estratificadas en capas delgadas laminadas o macizas con intercalaciones de areniscas muy finas formando lentículos. También se hallan capas continuas de areniscas finas, con estratificación paralela y capas aisladas con laminación paralela, ondulítica o en hombreras. Posteriormente, Caminos et al. (1990) realizando observaciones en las mismas localidades, dividieron la secuencia en tres secciones estructuralmente concordantes, mapeables, a las que no asignaron nombres formacionales.
La sección inferior C1, pelítico- arenosa, portadora de fauna de Protocanites y flora de Lepidodendropsis, es equiparable a la Formación Agua de Lucho y sería correlativa de la Formación Malimán;
la sección media C2, conglomerádico- arenosa, es equivalente, en parte, a la Formación Cerro Tres Cóndores y se correlaciona con el miembro inferior, psefítico, de la Formación Cortaderas;
la sección superior C3, portadora de flora
de Lepidodendropsis, corresponde a la Formación
Jagüé, aunque colocada en diferente posición estratigráfica
y sería análoga con el miembro arenoso de
la Formación Cortaderas.
Fauqué y Limarino (1991) mantuvieron la denominación
inicial de Formación Jagüé para toda esta
secuencia sedimentaria. Incluye, según estos autores,
una potente sección de pelitas y areniscas finas
de característico color verde oliva.
Aparece, intercalado en la secuencia, un interesante conjunto de diamictitas, conglomerados y pelitas guijarrosas, entre las que se han distinguido las siguientes litofacies:
pelitas laminadas con clastos, diamictitas matriz-soportadas macizas, pelitas guijarrosas y conglomerados polimícticos.
Los afloramientos del Devónico-eocarboníferos ubicados al oeste de Jagüé, continúan en dirección sur hacia la zona de Agua de Carlos y desde aquí en forma continua pasan al sector septentrional de la sierra de La Punilla. En este sector, Caminos et al. (1993) describieron dos miembros dentro de la Formación Punilla.
El inferior está compuesto por una
secuencia predominantemente psamítica, con escasa
participación pelítica, monótona composicionalmente,
formada en su mayor parte por bancos de
grauvacas, entre los que se intercalan camadas de
orto y para conglomerados; los colores dominantes
son gris verdoso o pardusco, muy ocasionalmente
pueden aparecer bancos aislados de areniscas cuarzosas
de colores claros.
El superior está constituido por una secuencia con mayor variación litológica producida por la interestratificación rítmica de conglomerados, areniscas, limolitas y pelitas en paquetes gruesos que dan a la sucesión un aspecto muy bien estratificad; el color del conjunto es gris verdoso, con tonos moderadamente oscuros. En los niveles superiores aparecen bancos de areniscas cuarzosas de colores claros, hasta blanquecinos, que alternan con areniscas finas y limolitas oscuras.
Estructura
La secuencia de la Formación Punilla–Formación
Jagué se halla afectada por estructuras gondwánicas
consistentes fundamentalmente en grandes pliegues.
En general, los ejes de plegamiento son submeridianos,
aproximadamente paralelos a las estructuras ándicas;
pero en muchos casos desviaciones entre estas estructuras
hacen que las fallas ándicas trunquen los pliegues
gondwánicos. En el tramo norte de la sierra de La Punilla
hay dos grandes pliegues de primer orden el sinclinal
del cerro Tambillos y el anticlinal del cerro Cebada,
(Caminos et al., 1993).
La semilongitud de onda del plegamiento de primer orden es de alrededor de 20 km, por lo que el ancho de los afloramientos contiene solo el flanco oriental del sinclinal del cerro Tambillos. En Las Peladas, el núcleo del sinclinal está afectado por dos pliegues de segundo orden de casi dos kilómetros (Caminos et al., 1993).
Ambiente de sedimentación
En su trabajo inicial sobre “Los depósitos carbónicos
al oeste de Jagüel”, González y Bossi (1986) mencionaron que, en esta secuencia del Carbonífero
inferior continental no descartan la existencia
de niveles marinos. El hallazgo de estos últimos
llevó a González y Bossi (1987, a separar la
secuencia de la Formación Jagüé en tres unidades,
las formaciones Cerro Tres Cóndores, Agua de
Lucho y Jagüé.
La secuencia de la Formación Agua de Lucho responde, según sus autores, a facies de plataforma fangosa, con alteraciones provocadas por ocasionales tormentas, derivando las facies superiores hacia un modelo costero deltaico.
La Formación Cerro Tres Cóndores se inicia con un potente olistostroma que indica sedimentación de talud continental, que pasa progresivamente a facies de tipo plataforma inclinada.
Un poco más al sur, en la zona de Agua de Carlos,
Fauqué y Limarino (1991) señalaron que la Formación
Jagüé se habría formado en un ambiente
marino, ubicado sobre la plataforma continental.
Según ellos, el tramo superior de la secuencia fue
depositado en una zona de menor profundidad, revelando
una progresiva somerización.
Las facies diamictíticas identificadas en este
sector, llevan a suponer a estas rocas como vinculadas
a procesos glaciales, sin embargo, no es aún claro
si son verdaderas tillitas glacimarinas o, por el contrario,
representan facies de diamictitas
resedimentadas de acumulaciones glaciarias cuasi contemporáneas.
Continuando en dirección sur, en el área del río
de La Troya, Fauqué et al. (1989) describieron cuatro
secciones en la secuencia aflorante en el sector.
De base a techo la primera sección se halla formada
por depósitos continentales (en su base) y marinos
litorales (en la parte media y superior). En la
que le sigue desaparecen totalmente las facies continentales
y la sedimentación marina, de mayor profundidad,
es dominada por pelitas hemipelágicas,
entre las que se intercalan diamictitas que representan
flujos de densidad. Continúa una sección en la
que comienza a producirse una marcada somerización
y el pasaje a facies litorales.
Finalmente, la última
sección representa depósitos de abanicos aluviales
emplazados en ambientes marinos de poca
profundidad (¿fan delta?).
En el extremo septentrional de la sierra de La
Punilla, Caminos et al. (1993) dividieron a la unidad
homónima en dos miembros. El inferior representa
un ambiente marino próximo a la línea de costa, con
depósitos areno-conglomerádicos, que habrían sido
transportados y depositados mediante corrientes de
turbidez. Diamictitas lenticulares que aparecen en
algunos niveles son consideradas depósitos de canales
submarinos alimentadores de las turbiditas y,
las areniscas, asociadas representarían albardones
de dichos canales.
El miembro superior se caracteriza por la presencia de tres megaciclos de sedimentación regresivos y transgresivos, que comienzan con facies correspondientes a ambientes de offshore, seguidos de depósitos que indican un ambiente de playas y barras arenosas; continúan facies de albufera y luego otras pertenecientes a deltas progradantes.
En la parte cuspidal del tercer megaciclo hay
bloques y olistolitos que podrían interpretarse como
diamictitas marinas resedimentadas.
En el sector sudoccidental de la sierra de La
Punilla, Limarino y Césari (1993) agruparon a las
unidades Malimán y Cortaderas en el Grupo
Angualasto. La síntesis que ellos hicieron de las condiciones
ambientales, en las cuales se habría depositado
el grupo, caracterizan globalmente a toda la
secuencia neodevónica-eocarbonífera. Se trataría de
un ambiente marino litoral que incluye, además, facies
francamente continentales. Describieron también
dos eventos transgresivos, uno en la parte media
de la Formación Malimán y otro en el techo de la
Formación Cortaderas. Este último incluye diamictitas
probablemente relacionadas con el episodio glacial
registrado en varias cuencas carboníferas.
Relaciones estratigráficas
La base de la unidad está compuesta por un conglomerado
polimíctico que se apoya discordantemente
sobre filitas y volcanitas ordovícicas en la puerta
de la quebrada del Salto, tributaria de la quebrada
del Chuscho (ubicadas en la vertiente oriental del
cerro Morterito). La relación discordante del conglomerado
con lavas almohadilladas asignadas al
Ordovícico se puede observar también en las cabeceras
de la quebrada del Salto. El conglomerado de
base tiene clastos de filitas y calizas ordovícicas, así
como de granitoides y esquistos, asignados estos últimos
al basamento precámbrico.
Con respecto a la relación de techo, la unidad es
cubierta, mediando discordancia angular, por la Formación
Río del Peñón de edad carbonífera superiorpérmica
(Fauqué y Limarino, 1991)(Figura 6). El plano
de discordancia es neto y aflora claramente al
este del río Agua de Carlos o Agua de Cándido (sector
de sierra de Las Minitas); las unidades puestas
en contacto a través de este plano contrastan por su
diferente estilo de deformación y por su litología y
tonalidades bien distintas (Figura 7). La discordancia de ángulo alto evidencia movimientos que plegaron
el sustrato devónico-eocarbonífero con anterioridad
a la depositación del Carbonífero superior.
Fauqué y Limarino (1991) ubicaron a estos movimientos, con el nombre de Fase Río Blanco, en el Carbonífero medio temprano o en el límite Carbonífero inferior-medio.
Fósiles y edad
Una característica de esta unidad es el abundante
contenido fosilífero que posee, tanto en lo que
se refiere a restos vegetales como a invertebrados
marinos. González y Bossi (1986) describieron restos
vegetales, en los depósitos carboníferos al oeste
de Jagüé. Los mismos corresponden a Diplothmema
(ex Charnelia) dichotoma (Freng.) (Wagner, 1980),
Lepidodendropsis sekondiensis? y licófitas herbáceas.
Más tarde, González y Bossi (1987) hallaron dentro de la secuencia dos niveles con invertebrados marinos, definiendo formalmente a los afloramientos que los contienen como Formación Agua de Lucho.
En el primer nivel reconocieron los siguientes taxa: Camarotechia chavelensis Amos, Palaeoneilo sp., Volsellina? sp., Bivalvia indet., Gastropoda indet. y fragmentos de tallos. En el segundo nivel Camarotechia chavelensis Amos, Spirifer sp., Asyrinxia? sp., Chonetes sp., Orbiculoidea? sp., Palaeoneilo sp., Phestia sp., Edmondla? sp., Straparollus sp., Gastropoda indet., Paraconularia sp., artejos de crinoideos y fragmentos de tallos.
Según González y Bossi (1987), esta
asociación faunística indica una edad carbonífera
temprana.
Un poco al sur de esa localidad, en los alrededores
del paraje conocido como Agua de Cándido (o
Agua de Carlos), Azcuy y Carrizo (1995) encontraron
en la misma secuencia improntas de
Archaeosigillaria conferta (Frenguelli) (Menéndez,
1965), asociado a otra especie de Archaeosigillaria
y a otras dos licófitas.
En esta misma localidad, Carrizo y Azcuy (1997) hallaron dos nuevas fitozonas: Archaeosigillaria-Malimanium del Carbonífero temprano temprano y Frenguellia-Paulophyton del Carbonífero temprano tardío. Azcuy y Carrizo (1998) distinguieron ritmitas de antigüedad devónica en elárea de Agua de Carlos y dos unidades carboníferas, pero no señalaron el contacto entre las secuencias devónicas y las carboníferas.
Continuando en dirección sur, en las cabeceras del río de La Troya, sobre su margen izquierda, Fauqué et al. (1989) efectuaron el hallazgo de Lepidodendropsis eximius y Diplothmema bodenbenderi, por debajo de niveles con invertebrados marinos descriptos como Camarotechia chavelensis Amos y Trepospira (Angyomphalus) sp. Se confirma de esta manera la continuidad de los afloramientos del Carbonífero inferior, entre el sector de Agua de Carlos y el sector septentrional de la sierra de La Punilla.
En esta última zona, Cingolani et al. (1990) mencionaron la
existencia de restos de flora (Haplostigma sp. y otras
Progymnospermophyta) que asignaron al Devónico-
Carbonífero inferior, a ésta sigue otra asociación
portadora de Frenguellia sp. y Diplothmema
bodenbenderi que les permitió correlacionarla con
las floras carboníferas tempranas de las formaciones
Malimán y El Ratón. También en este sector,
Morel et al. (1993) estudiaron restos de Hyenia sp.
y Malanzania antigua, que indican una edad devónica
y Frenguellia eximia, Lepidodendropsis
hirmeri, Diplothmema bodenbenderi y Rhodea sp.
que señalarían el Carbonífero inferior. Carrizo y
Azcuy (1998) citaron que las especies consideradas
devónicas por Morel et al. (1993) son típicos integrantes
de las asociaciones paleoflorísticas del Carbonífero
temprano.
Teniendo en cuenta la información precedente,
se destacarán algunos argumentos que permiten
concluir una edad para la secuencia analizada:
1- No está en discusión que la mayor parte de
las sedimentitas pertenecen al Carbonífero inferior.
2- No es así de claro si la parte más baja de la
secuencia incluye niveles devónicos o éstos deben
ser separados como otra unidad. Al respecto, el trabajo
de Carrizo y Azcuy (1997) no define el contacto
entre las ritmitas devónicas y las capas del Carbonífero
inferior. Además, toda esta secuencia devónico-
carbonífera se halla deformada conjuntamente,
formando amplios pliegues.
3- No se considera adecuada la separación de la Formación Jagüé (González y Bossi, 1986), en Formación Jagüé, Formación Agua de Lucho y Formación Cerro Tres Cóndores (González y Bossi, 1987), por la presencia de paleofloras en la primera, invertebrados marinos en la segunda y ausencia de fósiles en la tercera. Según el perfil descripto por Fauqué et al. (1989) en el río de La Troya, dentro de la misma secuencia hay niveles con paleofloras y niveles con invertebrados marinos.
4- También se debe tener en cuenta lo expresado por Cingolani et al. (1992), Caminos et al. (1993), Morel et al. (1996) y finalmente Carrizo y Azcuy (1998), quienes manifestaron que, en el sector norte de la sierra de La Punilla, la formación homónima tiene en los niveles ubicados en el tope de la secuencia elementos de la asociación NBG indicadores de un Carbonífero superior temprano.
Por lo tanto, sobre la base de la información disponible al presente y de acuerdo a la escala regional del mapeo, es preferible mantener el nombre de Formación Punilla-Formación Jagüé para toda esta secuencia, considerando una edad devónica superior hasta carbonífera superior temprana para la misma.
Correlaciones
Las sedimentitas clásticas aquí tratadas forman
afloramientos continuos que, desde la Precordillera
de Jagüé, se extienden en dirección sur por la sierra
de La Punilla, fuera del ámbito de la Hoja. Tendrían
homologación total o parcial y dentro de las variaciones
de facies normales, con las sedimentitas descriptas
en las denominadas cuencas Río Blanco y
Calingasta-Uspallata, del Paleozoico superior, que
recibieron distinta denominación según las localidadades y los autores que las estudiaron.
Así, han sido denominadas como: Formaciones Malimán y Cortaderas (Scalabrini Ortiz, 1973), Formación Jagüé (Borrello, 1955; González y Bossi, 1987), Formación Punilla (Furque, 1972a), Formación del Ratón (Guerstein et al. 1965; Azcuy y Morelli, 1981). También forman parte de esta secuencia los afloramientos estudiados por Fauqué et al. (1989) en el río de La Troya y que constituyen el nexo entre la Precordillera de Jagüé, la zona d Agua de Carlos y los afloramientos del cuerpo principal de la sierra de La Punilla.
Grupo Chinguillos
El Grupo Chinguillos fue definido por Furque y
Baldis (1973). Está integrado por las formaciones
Pircas Negras y Chigua.
En el cerro de La Gloria, en la Cordillera Frontal,
afloran rocas psamíticas verdosas (grauvacas)
con alternancia de lutitas negras, metamorfizadas en
forma incipiente, que constituyen la roca de caja de
la Granodiorita Tabaquitos.
Estos afloramientos son integrados al Grupo Chinguillos, dada la edad carbonífera inferior del cuerpo intrusivo. Idéntico criterio se ha seguido con las rocas sedimentarias que constituyen la roca de caja del plutón en el borde oriental del mismo.
Formación Pircas Negras
Distribuida en el flanco sudoccidental de las sierras
de La Punilla y del Volcán, la Formación Pircas
Negras fue establecida por Baldis y Sarudiansky
(1975), quienes reconocieron tres miembros de origen
marino:
1) Inferior, formado por conglomerados
polimícticos e intercalaciones de lutitas subordinadas;
2) Medio, integrado por ritmitas, areniscas y
pelitas con marcas subestratales en las areniscas y
3) Superior, constituido por lutitas y areniscas subordinadas.
El estrato tipo se localiza en la quebrada Pircas Negras, afluente del río Blanco en la margen
occidental de la sierra de La Punilla. El espesor es
de 800 a 1000 metros.
La base de la unidad está en contacto por falla
con la Formación Chigua y el techo no se observa.
Posee intrusiones de diques basálticos. Contiene los
fósiles Phacops chavelai y Haplostigma furquei
que le proporcionarían una edad devónica media a
superior.
Formación Chigua
Furque y Baldis (1973) definieron esta unidad,
integrada por dos miembros denominados Chavela
y Ramadita, que habían sido establecidos por Furque
(1956) con la categoría de formación. Si bien en este último trabajo se interpretó que estas dos unidades
estaban en contacto por falla, Sarudiansky (1971)
determinó que el contacto era concordante y que
ambas constituyen una sucesión sedimentaria continua
con fósiles comunes. La formación aflora en la
margen oriental del río Blanco, entre las quebradas
Ramadita y El Chaco.
Los perfiles tipo han sido descriptos en las quebradas de La Cortadera y Don Justo.
El miembro Chavela está representado por lutitas, escasas areniscas e intercalaciones de lentes calcáreos con abundante fauna marina: trilobites, amonoideos, pelecípodos, orthocerátidos y conuláridos, a los que se asocian restos de Haplostigma furquei. El espesor es de 220 metros.
El miembro Ramadita, concordante sobre el anterior
y con un espesor máximo de 480 metros, está
compuesto por lutitas con intercalaciones de lentes
calcáreos y lentes de areniscas.
En la quebrada de La Cortadera aflora un conglomerado polimíctico lentiforme con clastos de hasta 30 cm de diámetro de areniscas y cuarzo. Contiene restos de trilobites y gastrópodos asociados a Haplostigma furquei.
La formación está intruida por diques y filones
de lamprófiros andesíticos y dacíticos de la Formación
Las Trancas. El contacto de la base es por falla
con la Formación Pircas Negras, mientras que el
techo está cubierto mediante discordancia angular por depósitos carboníferos de la Formación Malimán.
El ambiente es de abanico distal o bien de la parte
externa de un abanico medio.
Sobre la base de su contenido fosilífero se considera
una edad devónica media a superior (Baldis y
Sarudiansky, 1975). Se correlaciona con la Formación
Punta Negra de la Precordillera riojana.
Formación Punilla
La Formación Punilla fue definida por Furque
(1956) y asignada al Devónico sobre la base de plantas
fósiles estudiadas por Frenguelli (1954). Los afloramientos
de esta unidad abarcan ran parte de las
sierras de La Punilla y del Volcán, Mapeados y
descriptos por Furque (1963, 1972).
Por estudios regionales efectuados en la región
occidental de la Precordillera entre los paralelos de
29º 30´ y 30º, y del análisis de perfiles de detalle
realizados en las quebradas de Las Trancas y Cortadera
de la Aguadita y en la vega del Potrerito, Baldis
y Sarudiansky (1975) dividieron a la formación en
cuatro miembros, desde abajo hacia arriba:
a) Miembro de ritmitas verde grisáceas, constituido por lutitas, limolitas, areniscas gradadas con marcas de flujos subestratales e intercalaciones de pelitas con variaciones de facies hacia conglomerados polimícticos y fangolitas guijarrosas;
b) Miembro de conglomerados
gris verdosos, integrado por conglomerados dominantes,
clasto sostén, con aporte autoclástico e
intercalaciones de areniscas y limolitas;
c) Miembro de ritmitas grises, con capas de areniscas gradadas con marcas subestratales de flujo que terminan en pelitas con gradación normal, y
d) Miembro de
limolitas azules, formado por limolitas y lutitas de
colores azulados, y fangolitas guijarrosas con clastos
de rocas exóticas (ígneas, calcáreas, metamórficas).
El máximo espesor medido fue de 1884 metros.
Otra interpretación de la estratigrafía de la formación
fue efectuada por Caminos et al. (1993) en
el norte de la sierra de La Punilla, desde el extremo
septentrional hasta la latitud de la quebrada Acerillos.
Estos autores dividieron a la Formación Punilla en
dos miembros de rasgos líticos diferentes.
El miembro inferior es una secuencia psamítica de 3500 m de espesor, compuesta esencialmente por bancos de grauvacas con intercalaciones e conglomerados y con participación minoritaria de rocas pelíticas.
Parte de esta secuencia había sido descripta por Cingolani et al. (1990) entre las quebradas de La Jarilla y de Vara, en el flanco oriental de la sierra de La Punilla.
En transición gradual, sucede al anterior el miembro superior, integrado por conglomerados, areniscas, limolitas y pelitas interestratificados en sucesiones rítmicas.
Caminos et al. (1993) determinaron en este miembro ciclos de sedimentación regresivos y transgresivos, que comienzan con areniscas y pelitas de ambiente de offshore y rematan con intercalaciones de areniscas con laminación paralela y entrecruzada y pelitas con laminación paralela y ondulítica interpretados como depósitos fluviales.
El espesor de este miembro es de alrededor
de 4000 metros.
El ambiente, según Baldis y Sarudiansky (1975),
pertenece a conos submarinos en un área costanera
con fuerte relieve del continente. La presencia de
imbricación de algunos clastos de conglomerado
podría indicar una depositación de tipo fluvial alternando
con el régimen subácueo.
Por otra parte, Caminos et al. (1993) interpretaron
al miembro inferior como correspondiente a un
ambiente marino, próximo a la costa, mientras que
los niveles conglomerádicos habrían sido depositados
por corrientes de turbidez, en tanto que el miembro
superior se habría originado por la alternancia
de depósitos marinos litorales con otros continentales
fluviales.
La base de la formación está en contacto por
falla, en tanto que los depósitos neocarboníferos de
la Formación Quebrada Larga la cubren en discordancia
angular (Caminos et al., 1993).
Tradicionalmente adjudicada al Devónico
(Furque, 1956, 1963, 1972), sobre la base de su contenido
florístico (Frenguelli, 1952), nuevos estudios
revelaron que la formación se extiende hasta el
Carbonífero inferior.
En efecto, Caminos et al. (1993) determinaron que al miembro inferior de la unidad se le atribuye una edad devónica media a superior, de acuerdo con los hallazgos de megaflora realizados en la quebrada de La Jarilla, en tanto que el miembro superior, el abundante contenido fosilífero permite asignarlo al Carbonífero inferior.
Baldis y Sarudiansky (1975) correlacionaron a
esta unidad con la Formación Punta Negra de
Talacasto y el río San Juan. Caminos et al. (1993)
homologaron el miembro inferior con la Formación
Chigua, mientras que el miembro superior se
correlaciona con el Grupo Angualasto.
PROVINCIA DE MENDOZA
Valle de Uspallata y faldeo E del Cordón del Tigre
(32° 16´N)
Grupo Ciénaga del Medio
Fue definido por Amos y Marchese (1965) para estratos sedimentarios del Paleozoico inferior aflorantes en el flanco occidental de la Precordillera en la provincia de San Juan. Amos y Marchese (1965) subdividieron el Grupo Ciénaga del Medio en tres miembros y equipararon el miembro inferior con la Formación Hilario de Mésigos (1953).
Posteriormente, Padula et al. (1967) definieron las Formaciones Lomitas Negras, más antigua y Tontal, más joven, para abarcar los dos miembros superiores (cf. Furque y Cuerda, 1979).
En la Cordillera Frontal el Grupo Ciénaga del Medio abarca extensas áreas de afloramientos, en el flanco occidental de la sierra de Ansilta y en el cordón Cucaracha y serranías al oeste.
Estos afloramientos del Grupo Ciénaga del Medio no se adecuan a la nomenclatura estratigráfica establecida en la Precordillera de San Juan, por lo que en Cordillera Frontal se divide en las Formaciones Sandalio, más antigua y Tontal, más joven.
El espesor del Grupo Ciénaga del Medio se estima en 1,5 km, aproximadamente. La base del grupo no aflora y su techo es una discordancia de alto ángulo bajo sedimentitas neopaleozoicas y volcanitas del Grupo Choiyoi.
El Grupo Ciénaga del Medio se atribuye al Ordovícico(?)-Devónico inferior en base a restos de plantas vasculares (Cortés, 1992) y a la fuerte deformación estructural de las rocas que lo componen. Las rocas de este grupo están, en general, fuertemente plegadas; los estratos de arenisca comúnmente desarrollan un fuerte clivaje disyuntivo y las pizarras en partes están crenuladas.
Formación Tontal
La Formación Tontal es parcialmente equivalente a los términos superiores del Grupo Ciénaga del Medio en su localidad tipoEstratos de la Formación Tontal afloran extensamente en el flanco oriental del cordón del Cerro Redondo y al oeste de la sierra de Ansilta y del cordón de la Gloria
.La Formación Tontal consiste de paquetes estrato y granocrecientes compuestos por pizarra gris plomo con estratos delgados de arenisca fina, en el tramo inferior, y arenisca verde oliva, de grano grueso, en estratos gruesos (de hasta 2 m de espesor) con bases netas y planas.Algunos estratos gruesos de arenisca tienen gradación granulométrica normal y laminación de ondulita cerca del techo. Por otra parte, muchos estratos delgados y medianos de arenisca muestran laminación de ondulitas en todo su espesor.
El pasaje de la Formación Sandalio a la Formación Tontal es gradual y está bien expuesto en el flanco occidental de la sierra de Ansilta.En la Formación Sandalio, la abundancia de pizarra y las intercalaciones de basaltos sugieren una sedimentación a profundidades batiales.En cambio, en la Formación Tontal, la abundancia de estratos con laminación de ondulitas sugiere la acción de oleaje y una sedimentación a profundidades neríticas, probablemente con una influencia deltaica registrada en los estratos gruesos de arenisca.
Las capas de la Formación Tontal se disponen en láminas tectónicas paralelas, de rumbo nor-noreste a nor-noroeste, limitadas por corrimientos generalmente localizados en las secciones pelíticas.Dichas láminas son sinclinorios y anticlinorios hectométricos, de 400 a 600 metros de longitud de onda, cuyos flancos muestran pliegues decamétricos y métricos.En su gran mayoría son pliegues cerrados y derechos con ejes horizontales o con suave inversión al norte. Es conspicuo el clivaje disyuntivo. La vergencia es occidental en las cuchillas del Tigre y oriental en la sierra de Ansilta.
Formacion Sandalio
Cortés (1992) acuñó el nombre Formación Sandalio para referirse a las rocas volcánicas del Grupo Ciénaga del Medio en los cordones del Cerro Redondo y Sandalia.La Formación Sandalio incluye también los estratos sedimentarías interestratificados con las volcanitas. Así redefinida, la Formación Sandalio equivale a los términos inferiores del Grupo Ciénaga del Medio en su localidad tipo.
La Formación Sandalio aflora en el cordón Sandalia, en el margen occidental del cordón del Cerro Redondo, y en el flanco occidental de la sierra de Ansilta.La Formación Sandalio consiste de pizarra gris plomo, gris verde y morada, en diferentes afloramientos, con intercalaciones de arenisca verde oliva, de grano fino, en bancos delgados con bases netas y planas que muestran huellas de vermes; internamente los bancos de arenisca desarrollan gradación granulométrica normal y suelen mostrar laminación de ondulita en parte o todo su espesor. Numerosas coladas de basalto almohadillado se intercalan en estas sedimentitas.
El mayor espesor de basalto aflora en el flanco occidental de la sierra de Ansilta. Estas rocas probablemente se acumularon en una cuenca marina profunda, dominada por la sedimentación hemipelágica.Las rocas volcánicas se distribuyen en dos fajas que pueden denominarse oriental y occidental. La primera aflora en las vertientes occidentales de la sierra de Ansilta y en el cordón de la Gloria y la segunda en el este del cordón Sandalio. En el norte de la faja oriental las rocas volcánicas dan intercalaciones tabulares concordantes con espesores comprendidos entre 6 y 10 m.
En la faja occidental, Cortés (1992) reconoció hasta 6 niveles volcánicos con espesores comprendidos entre 2 y 20 m que incluyen importantes secciones de lavas almohadilladas.La composición de las rocas es basáltica hasta andesítica-basáltica. Mesoscópicamente están formadas por un agregado muy fino negro, gris oscuro, gris verdoso o gris azulado claro, con hasta un 10% de fenocristales de plagioclasa alterada que alcanzan 5 mm de largo. Al microscopio son porfíricas con pastas intersertales, variolíticas u ofíticas y contienen clinopiroxenos incoloros, ilmenita, magnetita y plagioclasas albitizadas y/o convertidas en material isótropo del tipo del alofano, con clorita, epidotos, serpentina y calcita como minerales secundarios.
Los análisis químicos por elementos mayoritarios y trazas de dos basaltos de la faja oriental (IG-MK-23 y 24), que son comparables a los de la faja occidental presentados por Cortés y Kay (1994), de filiación toleítica derivada de una fuente enriquecida (MORE-E). Los diagramas de tierras raras normalizadas y Th-Hf/3-Ta ejemplifican tales consideraciones
Cortés y Kay (1994) agregaron datos isotópicos de Sr y Nd y propusieron que estas rocas basálticas derivaron de una fuente enriquecida a lo largo de una dorsal oceánica, sin descartar completamente ambientes posibles de plateau oceánico o de isla oceánica.
Los afloramientos de la Formación Sandalio, en el cordón del Cerro Redondo, conforman una zona afectada por distorsión, plegamiento e imbricación tectónica. Las lavas forman parte de una gran estructura anticlinorio y de secciones de mayor potencia repetidas por fallamiento inverso (Cortés, 1992; Cortés y Kay, 1994). En la mitad occidental del cordón de la Gloria, la Formación Sandalio está repetida tectónicamente, constituyendo dos fajas de afloramientos deformadas con vergencia oriental. Las secciones lávicas están segmentadas por budinage. Las estructuras descriptas están cortadas por fallas oblicuas de orientación noroeste y desplazamiento de rumbo siniestral (Zona de Cizalla Yalguaraz).
Correlación y paleogeografía
Los Estratos del Grupo Ciénaga del Medio contienen restos vegetales que indican una edad Silúrico-Devónico (Cortés, 1992). Depósitos de esa unidad en su área tipo, en la Precordillera de San Juan, fuera del ámbito de la zona de Yalguaraz, apoyan sobre estratos con fauna del Silúrico (Padula et al., ,1.967)
En base a esta información, decididamente escasa, el Grupo Ciénaga del Medio se correlaciona parcialmente con los miembros Empozada y Canota de la Formación Villavicencio. La presencia de depósitos neríticos en la Formación Tontal y en el Miembro Canota concuerda con esta correlación.
La sucesión del Ordovícico medio a Devónico refleja una progresiva somerización de la cuenca y la progradación del borde de plataforma hacia el oeste.
La Formación Villavicencio, por su parte, contiene quitinozoos del Silúrico(?) en el Miembro Canota y graptolitos del Ordovícico superior en el Miembro Empozada. La mayor parte del espesor de la Formación Villavicencio está, sin embargo, por debajo del Miembro Empozada y, por lo tanto, probablemente corresponde extensamente al Ordovícico medio.
Tonalita del Carrizalito (Devónico -Carbónico)
y Formación Las Lagunitas (Ordovícico)